Les Alpes, chaîne de collision Partie 2 - De la subduction à ... - Pierron

Les Alpes, chaîne de collisionPartie 2 - De la subduction à la collision21199Auteurs• André MICHARD, professeur émérite à l'université de Paris Sud et àl'École Normale Supérieure• Elisabeth NICOT, maître de conférence, université Pierre et Marie Curie,PARISDVD scientifique à usage pédagogique de 32 minutes.Objectif : rassembler des observations de terrain (prises de vues aériennes, de paysages,d’affleurements, d’échantillons et de lames minces) avec des schémas interprétatifs pourcomprendre comment se sont formées les Alpes.Programmes : terminale scientifique : « La convergence lithosphérique et ses effets »CONTENU DU FILMIntroduction : poser le problème.Au Crétacé supérieur, il y a 80 millions d'années, il n'y avait pas d'Alpes entre l'Europeoccidentale et l'Italie, mais un océan d'environ 1000 Km de large. La disparition de la lithosphèreocéanique par subduction, puis l'écrasement des marges continentales par collision,sont à démontrer en utilisant quatre types d'enregistreurs géologiques : la sédimentation,le magmatisme, le métamorphisme, les structures tectoniques.Durée : 35 secondes21199

PARTIE 1 : les marqueurs sédimentairesSite 1 – Guillestre et ChâteletLe déplacement des zones de dépôts détritiques, et d'abord des flyschs, est un révélateurdes mouvements de plaques. Les flyschs crétacés à helminthoïdes étaient liés à la margeadriatique et à l'océan. A l'Éocène, nous allons trouver des flyschs en Briançonnais. Ainsi,à l'est du col de Vars, les nappes des flyschs crétacés reposent sur d'autres flyschs,d'âge éocène, transgressifs sur les calcaires de la nappe briançonnaise du Châtelet(Haute Ubaye). Le flysch éocène briançonnais montre des couches de turbidites, trèsdéformées pendant le glissement des nappes vers l'ouest. L'apparition de turbidites enBriançonnais signale sa nouvelle position au front du prisme orogénique. L'océan a disparu,la plaque adriatique pèse sur la lithosphère briançonnaise qui amorce sa subduction.Le même processus affecte le domaine subbriançonnais-valaisan, et par contrecoup,le Dauphinois va être surélevé.Durée : 1 minute et 10 secondesSite 2 – Saint ClémentUne coupe des flyschs subbriançonnais s'offre à Saint Clément, dans la vallée de la Durance.En rive gauche de la Durance, sous la nappe des flyschs crétacés à helminthoïdesaffecté d'un grand pli couché, apparaissent les flyschs subbriançonnais. A l'affleurement,le flysch subbriançonnais montre des niveaux de brèches grossières, coulées de débrissous-marines où se trouvent remaniées des nummulites. Ces fossiles datent le flysch del'Éocène moyen.Durée : 1 minute et 10 secondesSite 3 – Saint Nazaire en RoyansEn se déplaçant vers l'ouest nous constatons, en Vercors puis en Dévoluy, l'émersion éocènedu Dauphinois. Nous traversons le massif crétacé du Vercors jusqu'à sa bordureouest. Les calcaires crétacés s'ennoient sous les terrains tertiaires. Le dernier pli anticlinal,plongeant vers le nord, est celui de Saint-Nazaire-en-Royans. On y observe des sablescontinentaux blancs ou rouges, suivant qu'ils ont été ou non infiltrés par des eauxferrugineuses. On y trouve également des niveaux à galets de quartz venant du Massifcentral. Ces dépôts éocènes sont très différents de ceux, de même âge, observés dans leszones internes où existait une mer profonde, l'avant-fosse de la subduction alpine.Durée : 1 minute et 15 secondesSite 4 – Villard-MontmaurSautons maintenant jusqu'au pied sud du Dévoluy, à Villard-Montmaur. Une falaise montre,en bas, des strates calcaires verticales, et au-dessus, un banc calcaire massif à blocscalcaires. C'est une discordance angulaire de l'Éocène supérieur sur le Crétacé inférieurplissé, qui révèle à la fois une compression d'âge Crétacé supérieur, une érosion Paléocène- Éocène, et la transgression d'une mer peu profonde à l'Éocène supérieur.Durée : 40 secondes21199Site 5 – Champsaur et Saint André d'EmbrunIl s’agit ensuite d’observer, en Champsaur et à Saint-André d'Embrun, comment évolue la mer dauphinoiseà l'Oligocène. Des piles de strates sont celles d'un flysch, le plus jeune et le plus externe des Alpes, leflysch oligocène du Champsaur. On retrouve à sa base le calcaire éocène, transgressif sur le socle. On observede près le flysch dauphinois un peu plus à l'est, à Saint-André. Les bancs de turbidites sont moins2

épais : la côte était plus éloignée que dans le Champsaur, ce sont des éventails turbiditiques de mer profonde.Ils montrent des empreintes de base de banc, des granoclassements, et des plis de glissement hydroplastiquetypiques des flyschs. Compte tenu de ces divers faciès de l'Éocène - Oligocène dauphinois, onreconstitue une transgression progressant d'est en ouest sur la marge européenne. Cette transgression résultede la flexuration élastique de la plaque européenne, surchargée par l'avancée du prisme orogénique.Le flysch oligocène marque le passage de la subduction à la collision.Durée : 1 minute et 40 secondesSite 6 – AuberivesLes derniers bassins détritiques sont localisés dans la plaine du Pô et dans le sillon péri-alpin, que nousexaminons à Auberives. Ces dépôts ne sont plus des flyschs de mer plus ou moins profonde, mais des molasses,de mer littorale. Il n'y a pas d'intervalle pélagique entre les bancs gréseux, non granoclassés, sanstrace de courant turbide. Ces grès carbonatés fournissaient souvent des pierres à meules, d'où le nom dudépôt. Huîtres et turritelles indiquent un âge miocène et une profondeur d'eau très faible. Le sillon périalpinrésulte encore de la flexuration de la plaque européenne, mais cette plaque est plus épaisse qu'à l'est et, dèslors, fléchit moins.Durée : 1 minuteSéquence 7 – Les marqueurs magmatiquesUne subduction de type andin ou arc insulaire est marquée par des granites et des volcansandésitiques. Dans les Alpes, ces marqueurs sont peu abondants, car l'océan alpin étaitétroit. Granites et andésites d'âge oligocène sont concentrés le long de la ligne périadriatique.Les flyschs oligocènes du Champsaur montrent aussi des débris andésitiquesremaniés.Durée : 35 secondesPARTIE 2 : les marqueurs magmatiquesSite 8 – La GraveLe métamorphisme est une mémoire de la subduction et de l'exhumation des roches. La carte du métamorphismemontre une organisation en zones calquées, pour l'essentiel, sur la structure de la chaîne. Les recristallisationsde plus faible degré sont les plus externes et les plus jeunes, 30 millions d'années, et témoignentdes effets de la collision. C'est la ceinture ardoisière que nous examinerons à La Grave. Les marnes jurassiquessont plus brillantes, satinées, que dans le bassin d'Oisans plus externe. C'est l'effet de la recristallisationdes argiles en micas blancs minuscules. Ces schistes carbonatés sont recoupés par des veines à cristauxsecondaires, précipités à partir des fluides qui imbibaient la roche: quartz, calcite et cookéite, une chloritenacrée riche en lithium.Durée : 1 minute et 10 secondesPARTIE 3 : les marqueurs métamorphiques21199Site 9 – Transect Briançonnais-Viso-Dora MairaLe métamorphisme marqueur de subduction est celui des zones internes, il est croissant vers l'est, et d'âgeÉocène à Crétacé supérieur. Nous l'analysons sur un transect Briançonnais-Viso-Dora Maira.Dans les gorges du Guil, les rhyolites permiennes du Briançonnais externe montrent desveines où ont recristallisé le quartz et divers minéraux de métamorphisme, dont la lawso-3

nite en aiguilles nacrées. Ce silicate se forme, d'après les expériences de synthèse, entre300 et 400°C, sous des pressions de 0,6 à 1 gigapascal. En surface, il est métastable. Onsurvole la Haute-Ubaye d'ouest en est. Sous les calcaires triasiques de la nappe du Châtelet,apparaissent, entre deux vallons, ceux de la nappe du Chambeyron. La voûte massiveà droite appartient à une nappe encore plus profonde, la nappe de La Blachière, pliée enanticlinal. Dans ce secteur, la recristallisation transforme entièrement chaque roche. Enparticulier, les argiles sableuses deviennent des schistes chloriteux. L'association albite(feldspath sodique), phengite (mica blanc riche en silice), chlorite caractérise le facièsmétamorphique des schistes verts de haute pression. En mesurant à la microsonde électroniquela teneur en silice des phengites et en utilisant la grille fournie par les études expérimentales,on peut estimer les conditions P-T maximales rencontrées par ces roches:0,6-0,7 GPa à 350°C. Ces pressions indiquent un enfouissement vers 20 Km de profondeur,en admettant une densité des roches égale à 3.On poursuit la coupe de l'Ubaye vers l'est. Au premier plan se développent les calcschistescrétacés d'une unité briançonnaise interne, celle de Maljasset. Dans les schistes noirsde cette unité, il existe des veines couchées et étirées dans la schistosité, qui contiennentl'association quartz-carpholite. Les fibres de carpholite ont été déformées pendant la remontéedes roches vers la surface. La carpholite est un silicate ferromagnésien hydratéqui se forme, en même temps que du quartz, dans les argilites sableuses, ou pélites, portéesà basse température et haute pression. Sur un diagramme P-T, reportons les courbesd'égale teneur en silice des micas blancs en absence d'albite, puis la limite de stabilité desassemblages à carpholite vers les hautes températures : les minéraux de Maljasset et environsmontrent que les roches ont subi des pressions de 1 GPa et plus, à des températurestoujours faibles, c'est l'effet d'une subduction rapide à plus de 35 Km.On poursuit la progression vers l'est. Au col du Longet, au-dessous des Schistes lustrés,affleure le Briançonnais le plus interne. On y rencontre d'étranges micaschistes noduleux.Ce sont d'anciens granites, dont les feldspaths sodi-potassiques ont été transformés enjadéite, un pyroxène sodique, et quartz. Ces pseudomorphoses constituent les nodules enrelief. La matrice schisteuse renferme une amphibole sodique, le glaucophane. Le sodiumdes feldspaths magmatiques est passé dans deux minéraux métamorphiques de hautepression, plus denses, la jadéite et le glaucophane.21199Nous retrouvons le glaucophane dans le massif du Pelvat. Le Viso et Dora-Maira montrentdes minéraux d'encore plus haute pression. Dans un gabbro du Pelvat, dont la structureinitiale est bien préservée, les plagioclases magmatiques sont transformés en lawsonite,et les clinopyroxènes bruns sont cernés par une couronne de glaucophane bleu-noir :c'est une transformation métamorphique par hydratation restée incomplète faute d'eau. Lalame mince révèle la relation entre la déformation du pyroxène et la progression de la réactiond'hydratation. Dans les sites des plagioclases se forment des lawsonites prismatiques.On peut alors rassembler les données acquises sur un même diagramme P-T, avecla grille des réactions minérales rencontrées. Les unités du Briançonnais externe tellesque La Blachière sont dans le champ des Schistes verts de haute pression (au-dessus desSchistes verts ordinaires). Les unités du Briançonnais interne (Maljasset, etc.) et lesophiolites du Pelvat sont dans le champ des Schistes bleus. Les métagranites du Longetsont des Schistes bleus de haute température, où le grenat apparaît. Ces données P-T sontautant de contraintes précises pour retracer la subduction du Briançonnais.4

Au départ, sur un plateau océanique, les futures nappes sont côte à côte. Six millionsd'années après, les nappes ont atteint leur profondeur maximum, dans un régime de bassetempérature. Les nappes se décollent et commencent à s'empiler. Encore six millionsd'années après, le prisme orogénique s'est épaissi en contexte de collision. La croûte européenneépaisse vient soulever ce prisme, dont le haut s'écroule par gravité : c'est l'exhumationdes roches subduites.On quitte le Longet pour aller vers le Mont Viso, la célèbre pyramide ophiolitique poséesur le massif Dora-Maira. Avec les écailles ophiolitiques du Viso, on entre dans un domainemétamorphique de plus haute pression, celui du faciès des éclogites. Une éclogitedu Viso dérive d'un ancien basalte. C'est aujourd'hui une association de grenat, rouge, etd'un pyroxène sodique, vert. Tous les minéraux magmatiques ont disparu au profit de cesphases très denses, donc stables à haute pression. Le rutile incorpore le titane présentdans l'ancien pyroxène. Un tel métamorphisme se fait vers 2 GPa (soit 70 km), 500 à600°C.Le massif Dora-Maira, peu élevé, disparaît à l'est sous les nuages qui montent de laplaine du Pô. Loin d'être "massif", c'est, en fait, un" mille-feuilles" d'écailles cristallines.Les écailles supérieures ont subi un métamorphisme éclogitique, mais une autre a subi unmétamorphisme d'ultra-haute pression, révélé par des roches exceptionnelles, les quartzitesphengitiques à pyrope. Le pyrope est un grenat magnésien rose pâle. Un cristal de 4cm de diamètre est visible en haut d’un bloc de quartzite micacé. En lame, on y voit desinclusions d'où partent des fractures radiaires : ce sont des inclusions de coésite, forme dehaute pression de la silice, partiellement transformées en quartz, avec augmentation devolume, pendant la remontée des roches. Les associations minérales éclogitiques commecelles du Viso, ou celles des roches cristallines des écailles supérieures de Dora-Maira,révèlent une subduction entre 60 et 80 Km. Celles des roches à coésite indiquent, elles,une subduction à plus de 100 Km. Pendant leur exhumation, ces dernières roches ont suiviun chemin P-T rétrograde à peine plus chaud que le chemin prograde, grâce à quoi lacoésite s'est partiellement conservée.L'ensemble des roches de haute pression de ce transect, depuis celles du Briançonnaisinterne jusqu'à celles, de ultra-haute pression, de Dora-Maira, montrent des transformationsminérales rétrogrades qui permettent de tracer les chemins pression-température"froids" de leur exhumation au cours du temps. La datation individuelle des minéraux demétamorphisme par les méthodes de géochimie isotopique ponctuelle permet aujourd'huide montrer la progression de la subduction d'est en ouest. Une partie de la marge austroalpineest "avalée" avec l'océan voisin au Crétacé supérieur, à l'Éocène c'est au tour del'océan entier, puis de Dora-Maira, du Briançonnais et du Valaisan, jusqu'à l'Oligocèneinférieur pour la marge européenne. Les expériences numériques, appuyées sur les observationsde terrain, suggèrent des mécanismes pour la remontée des roches subduites :d'abord, dans le chenal de subduction, sous l'effet de leur densité moyenne plus faible quecelle du manteau ; ensuite, dans le prisme d'accrétion, par raccourcissement ductile enprofondeur, et collapse gravitaire en surface.Durée : 10 minutes et 20 secondesPARTIE 4 : les marqueurs structuraux211995

Site 10 – Le CervinL'empreinte structurale majeure, c'est le charriage de l'Austroalpin, ancienne marge de laplaque adriatique, sur le prisme océanique "pennique", lui-même charrié sur la plaqueeuropéenne. Le charriage austroalpin est spectaculaire au Cervin, qui fait partie de laklippe de la Dent-Blanche, posée sur les Schistes lustrés ophiolitiques. On remarque lasemelle de mylonites, roches très déformées, dans le plan de charriage.Durée : 45 secondesSite 11 – GapNous allons visiter près de Gap, le front du charriage pennique, où il limite les nappes del'Embrunais. Les sommets qui dominent Gap au Nord-Est sont faits par les nappes del'Embrunais, posées sur l'autochtone dauphinois où les Terres Noires du Jurassique supérieurforment les pentes molles. Le rocher dit "chapeau de Napoléon" est fait par des calcairesjurassico-crétacés. Un biseau de flysch oligocène inférieur est présent juste sous lesnappes. Leur mise en place est donc postérieure à 30 millions d'années. On détaille lesnappes au téléobjectif : les masses de flyschs à helminthoïdes des Autanes, les calcaireset calcschistes subbriançonnais du Piolit, l'écaille briançonnaise de la Pousterle avec sesfalaises triasiques, enfin, tout à l'Est, l'écaille briançonnaise de Chabrière. On longe deprès les falaises triasiques de la Pousterle, coiffées par les strates crétacées du flysch àhelminthoïdes. L'existence des écailles briançonnaises de la Pousterle et Chabrière témoignede l'origine très interne des flyschs à helminthoïdes.Durée : 1 minute et 25 secondesSite 12 – Fournel et RéotierOn part ensuite vers l'est à Réotier, pour examiner le surcharriage du Briançonnais sur lesflyschs crétacés. On voit ensuite ce même front briançonnais plus au nord, au Fournel.On arrive à Réotier en remontant la Durance. Deux écailles briançonnaises chevauchentles Flyschs de l'Embrunais : c'est le "front briançonnais", né après le charriage pennique.Une faille à gypses sépare deux écailles briançonnaises. Les calcaires sont débités en plaquettes,les dolomies sont broyées, une masse de cargneule jaune et de gypse marque ledécollement sous ces terrains triasiques. Le gypse est une roche très ductile, même àbasse température. Nous survolons la Durance 15 Km au nord de Réotier. Les nappesbriançonnaises dessinent une charnière anticlinale déversée à l'ouest, à l'entrée du vallondu Fournel. Ce vallon est-ouest recoupe le front briançonnais. En haut de ce vallon, àquelques kilomètres du front briançonnais, le flysch oligocène dauphinois est très plissé.Grâce à un niveau marneux ductile, il s'est décollé des calcaires de l'Éocène supérieur,restés adhérents au socle.Durée : 1 minute et 30 secondes21199Site 13 – Font-Sancte, Maljasset, Col AgnelNous allons maintenant examiner le rétrocharriage du Briançonnais sur sa bordure orientale,en Haute-Ubaye. Dessinés par les couches triasiques à crétacées, les plis du Panestrelet de la Font-Sancte sont déversés vers l'Italie : toute cette nappe briançonnaise estrétrocharriée. Plus haut dans la vallée, sous la Font-Sancte, l'unité de Maljasset montredes plis déversés vers l'est, et l'unité la plus interne, dite ultrabriançonnaise, montre uneséquence Trias-Jurassique renversée sur les Schistes lustrés. C'est cette tectonique de rétrodéversementqui donne aux Schistes lustrés du Queyras ces pendages monotones versl'ouest, que les barres jurassiques du col Agnel soulignent bien. Cette déformation s'estfaite en conditions ductiles, pendant le métamorphisme rétrograde. A l'échelle de la roche,on observe dans ces Schistes lustrés crétacés, d'innombrables cisaillements vers l'est.6

En résumé, le front du prisme pennique est étalé sur le domaine externe dauphinois (lebord de l'Europe). Le front briançonnais est aussi la limite des zones métamorphiques dehaute pression. Le rétrocharriage du Briançonnais-Ultrabriançonnais sur les Schistes lustrésrésulte, comme le front briançonnais, du serrage collisionnel Adria-Europe.Durée : 1 minute et 40 secondesSite 14 – Rencurel et Lans en VercorsLes effets structuraux de la collision se font sentir au Miocène jusque dans les zones les plus externes, parexemple en Vercors. Ces affleurements de l'est du Vercors montrent une molasse conglomératique. Ce secteurde la mer périalpine était au débouché de torrents venant des Alpes déjà érigées à l'est. Les galets calcairessont "impressionnés": ils montrent des empreintes résultant d'une dissolution localisée de la roche, etnon de sa déformation plastique. Ces petites structures de dissolution sont liées à une structure d'ordre supérieur,le chevauchement des calcaires du Moucherotte, par-dessus le synclinal molassique. La coupemontre ce chevauchement dont l'âge est clairement fini-Miocène. C'est la surcharge des terrains chevauchantsqui a causé la dissolution entre les galets, les plus petits ou les moins solubles s'imprimant dans lesautres.Un autre synclinal miocène est celui de Rencurel au milieu du Vercors. Il est aussi chevauché sur son bordoriental par les calcaires du Crétacé inférieur, du faciès péri-récifal "Urgonien". Le chevauchement se faitpar deux failles inverses, dont nous allons examiner la plus basse, F1, sur l'autre versant de la cluse. A l'affleurement,sur le versant sud de la cluse, la faille passe entre la masse calcaire fracturée et les grès calcareuxnoirs de la molasse, écrasés et feuilletés. Le frottement sur le plan de faille a créé un "miroir", quimontre des stries selon la plus grande pente du plan. En résumé, on en déduit l'organisation de ces structuresexternes sur une coupe de la Chartreuse, qui est l'équivalent du Vercors au nord de l'Isère. Les chevauchementssont les rampes de failles dont les replats suivent des niveaux de décollement. Les plis sont liésaux rampes. L'analyse géométrique des structures permet la restauration de l'état non déformé à la fin dudépôt de la molasse. C'est l'avancée de l'écaille de socle correspondant au massif de Belledonne qui donnenaissance à cette chaîne de plis et chevauchements.Durée : 2 minutes et 35 secondesSite 15 – La Grave et La MeijeLes massifs cristallins externes ne sont pas avares en exemples de failles inverses. Les roches cristallinesdu Pelvoux, aujourd'hui à 4000 m d'altitude, étaient cependant à moins 4000 mètres... il y a 30 millionsd'années ! Cette surrection s'explique par l'inversion des paléofailles du socle, comme celle qui passe entrele socle de la Meije et les sédiments jurassiques.Durée : 35 secondesPARTIE 5 : les données géophysiques21199Séquence 16 – Les données géophysiquesLa géophysique permet de poursuivre l'étude des structures jusqu'à des dizaines, voire des centaines dekilomètres de profondeur. Une donnée fondamentale est la profondeur de la discontinuité de Mohorovičic,qui sépare la croûte du manteau. La croûte européenne plonge à 55 Km sous le prisme des zones internes.Elle s'interrompt le long de la ligne péri-adriatique, que suit une forte anomalie positive de la gravité, l'anomalied'Ivrée, indiquant la présence de roches très denses à faible profondeur. La sismique réflexion a permisd'imager les réflecteurs sous les Alpes. On voit l'épaississement de la croûte sous Belledonne, lié auxfailles inverses, la plongée de la croûte inférieure litée, le chevauchement pennique, le dôme du Grand Paradis,semblable à celui de Dora Maira. L'ensemble du profil franco-italien ECORS-CROP laisse des zonesblanches, car les discontinuités à fort pendage ne donnent aucune réflexion. Il contraint cependant en profondeur,avec la gravimétrie, la construction de la coupe géologique. Deux points essentiels : la remontée etle rétroécaillage du butoir formé par le manteau adriatique, et l'épaississement de la croûte européenne parécaillage. La tomographie sismique permet de "voir" la remontée du manteau adriatique, responsable de7

l'anomalie gravimétrique d'Ivrée. Les anomalies de vitesse positive caractérisent les roches du manteaulithosphérique, rigides, formant le corps d'Ivrée, tandis que les vitesses lentes sous les zones internes desAlpes signalent une zone chaude ductile. Suivant le même principe, on visualise la structure de toute lalithosphère et de l'asthénosphère jusqu'à 400 kilomètres de profondeur. La lithosphère adriatique chevauchela plaque européenne, dont un fragment semble s'être détaché dans l'asthénosphère plus chaude et moinsdense. Le magmatisme péri-adriatique semble lié à cette rupture de plaque. Une autre méthode géophysique,le paléomagnétisme, permet de montrer que le poinçonnement de l'Europe par le bloc adriatique s'estfait avec des mouvements de rotation importants, certains blocs pivotant de plus de 90 degrés pendant lacollision.Durée : 2 minutes et 45 secondesCONCLUSIONSéquence 17 – L’histoire des AlpesEn somme, qu'est-ce que la chaîne des Alpes ?Une cicatrice entre deux plaques, dont l'une est montée sur l'autre...Le domaine océanique qui séparait ces plaques de quelque 1000 Km au Jurassique supérieur,se restreint par subduction à partir du Crétacé supérieur. La subduction s'achèveavec l'Éocène sur le transect alpin, et la collision des croûtes continentales épaisses commence,tandis qu'elle est déjà achevée dans les Pyrénées. Le blocage est complet au Miocèneau droit des Alpes, alors que plus au sud, c'est la grande rotation du bloc corso-sardeet l'ouverture de la Méditerranée...L'inexorable raccourcissement du transect alpin est saisissant, par subduction, surtout, auCrétacé supérieur - Éocène, puis par collision à l'Oligocène et Miocène. Quel cataclysmeau ralenti !Le phénomène de collision se poursuit encore. La chaîne, en particulier l'axe cristallindes zones externes, se surélève de plus d'un millimètre par an, surrection que contrebalancepartiellement l'érosion. Des séismes naissent sur les plans de faille, en compressionou en décrochement, mais parfois aussi en extension, comme sur le front pennique et lafaille de la Durance. Ces phénomènes d'extension assurent l'équilibre gravitaire de lachaîne montagneuse, dont les hauts reliefs, apparus il y a quelques millions d'années,continuent à s'édifier sous nos yeux…Durée : 1 minute et 45 secondesREMARQUES SUR LA CONNAISSANCE DES ALPES21199Il faut insister sur la somme proprement étonnante d'observations de terrain (avec cartographieau 1/20 000 de l'essentiel de la chaîne) et de travaux de laboratoire(paléontologie, pétrographie, minéralogie, géochimie isotopique...) que des générations8

de géologues ont consacrés à la chaîne alpine - la plus étudiée au monde - depuis quelque150 ans. Les grands profils sismiques (ECORS-CROP dans les Alpes franco-italiennes,et équivalents au travers des Alpes centrales) et les études tomographiques se sont ajoutésaux données géologiques au cours des deux dernières décennies. Tous les concepts nouveaux(tectonique des plaques), toutes les méthodes nouvellement découvertes ont étéimmédiatement mises en oeuvre dans les Alpes, véritable laboratoire géologique natureloù, inversement, bien des concepts fondamentaux ont été découverts (nappes de charriage,mobilisme crustal, ophiolites ...)Malgré tout, une marge d'indétermination ou de fragilité plus ou moins importante subsistedès qu'il s'agit des zones internes, tant les ensembles rocheux intiaux (l'océan, sesplateaux et ses marges) y ont été maltraités, métamorphisés, dilacérés! Certaines optionsprises dans l'exposé qui précède (Parties 1 et 2) ne sont pas acceptées par tous les géologuesalpins - par exemple la relation entre le bras océanique valaisan et le rift pyrénéen,ou la position du massif Sesia en plateau continental sous-marin séparé de la paléomargeadriatique, etc. Certaines idées tenues pour acquises il y a dix ans ont été révisées depuis.Ainsi, un âge crétacé semblait établi par de nombreuses datations K/Ar sur micas pour lemétamorphisme des massifs cristallins internes (Dora-Maira, Grand Paradis, Mont-Rose).Or, les progrès techniques en géochimie ont permis d'utiliser d'autres systèmes isotopiques(Sm-Nd, Lu-Hf, U-Pb) et des minéraux plus résistants que les micas (grenats, pyroxènes,zircons...), et aujourd'hui l'âge éocène de ce métamorphisme est bien établi.On doit garder tout ceci présent à l'esprit pour juger de l'interprétation de la chaîne alpineproposée ici : c'est l'interprétation la plus communément acceptée aujourd'hui, discutablesur divers points, d'une structure naturelle trop complexe pour être jamais entièrementcomprise. Par contre, les lignes majeures de l'évolution alpine, solidement documentéespar des données robustes, telles celles que nous avons choisi de montrer ici, ne peuventêtre remises en cause. C'est pourquoi la chaîne des Alpes est considérée comme le typede référence des chaînes de collision.Note sur le film : les pastilles permettant de donner une échelle aux échantillons ontun diamètre de 8 mm.SUGGESTIONS D’ACTIVITÉSCe type de vidéogramme, qui n’a pas vocation a être passé entièrement en une fois aux élèves, peut êtreutilisé dans les conditions pédagogiques suivantes :- présentation de données issues d’un affleurement sur un site géologique pour les faire analyser parles élèves, puis apport des éléments d’analyse donnés par le film,- compréhension des phénomènes géologiques liés à une orogenèse- comparaison entre des données issues d’autres sources et celles du film,- présentation d’un site avec des questions dans le cadre d’une évaluation,- illustration de notions de géologie : tectonique, métamorphisme, magmatisme…21199- S'informer- Recueillir et formuler les données proposées à partir d’un des sites présentés dans le film9

- S’informer à partir de vues aériennes, de vues de terrains, d’observations d’échantillons, par lalecture de cartes ou de schémas- Raisonner• Mettre en relation des données de terrain et des schémas ou des cartes- Comprendre l’évolution dans le temps d’une structure géologique- Comprendre l’évolution des conditions dans lesquelles peut passer une roche- Réaliser une synthèse sur l’histoire des Alpes à partir d’éléments issus de plusieurs sites géologiques- Communiquer- Réaliser un schéma interprétatif d’un paysage- Donner les grandes lignes de l’histoire des Alpes- Transcrire toutes les données apportées par l’étude d’un site pour comprendre l’histoire des Alpes- Réaliser- Effectuer des observations d’échantillons macroscopiques ou microscopiquesLEXIQUE* Les mots avec une astérisque sont définis dans la notice de la Partie 1, qui contient également les colonnesstratigraphiques des divers domaines alpins.Flyschs à helminthoïdes - Ensemble des flyschs* d'âge Crétacé supérieur-Paléocène (et localement Eocèneinférieur) déposés dans le domaine liguro-piémontais résiduel et sur sa bordure austroalpinesudalpine,puis transportés en nappes vers le domaine externe (Alpes maritimes, Embrunais-Ubaye, Préalpes).Il comporte notamment les flyschs du col de Vars (les plus vieux, et sans helminthoïdes!) et ceux duParpaillon, plus jeunes et où abondent les helminthoïdes, traces sinueuses d'animaux limivores* inconnus.Une partie des mêmes dépôts sont restés pris dans la zone de subduction et ont été incorporés auprisme des Schistes Lustrés.Schistosité - Structure planaire caractérisant les roches plus ou moins métamorphiques. On parle de clivageardoisier* dans les séries peu métamorphiques, de foliation dans les gneiss. La schistosité est d'originetectonique, elle est parallèle au plan axial* des plis, et son développement est permis par la réorientationdes cristaux pré-existants et néoformés dans le plan d'aplatissement des roches. Dans les roches franchementmétamorphiques, on observe souvent la superposition de deux ou trois schistosités, et l'associationentre schistosité et plans de cisaillement, donnant alors un critère cinématique intéressant (c'est-à-dire,permettant de préciser la direction du mouvement de cisaillement: voir séquence Rétrocharriage, calcschistesdu col Agnel en Queyras).Mylonites - Roches métamorphiques caractérisées par des plans de cisaillement ductile synmétamorphiquetrès serrés (plans "C", parallèles à un contact anormal majeur; exemple: chevauchement du Cervin sur lesSchistes Lustrés), entre lesquels les cristaux sont aplatis et étirés suivant un plan de schistosité (plans "S")faiblement oblique sur les plans "C".Eventail turbiditique - Les courants turbides*, chargés de matériel détritique ou carbonaté, s'étalent aubas des talus sous-marins comme les cônes torrentiels au bas des montagnes. On observe dans ces éventailsun double granoclassement*, à la fois latéral (grain plus fin vers l'aval de l'éventail) et vertical (grain plusfin vers le haut de chaque banc turbiditique).21199Glissement hydroplastique - Se dit des glissements affectant des sédiments gorgés d'eau interstitielle etincomplètement cimentés, en déséquilibre gravitaire sur une pente sous-marine. Le glissement se fait suivantdes couches argileuses sous-compactées ; les lits gréseux ou calcaires interstratifiés sont déformés en10

plis souples très désorganisés, dits plis de slumping.Brèches*, cargneules* - Voir lexique de la partie 1Conglomérat - Roche sédimentaire détritique grossière, comportant des blocs de roche, pris dans une matricegénéralement sablo-gréseuse. La forme des éléments rocheux, anguleuse ou arrondie témoigne d’untransport réduit (brèche) ou prolongé (poudingue). Le terme de "conglomérat" est souvent pris commeéquivalent de "poudingue". Le transport par la glace donne des conglomérats particuliers à galets striés,dispersés sans classement dans une matrice abondante; ces moraines fossiles sont appelées tillites.Molasse - Formation sédimentaire détritique caractérisée par des couches gréseuses, alternant avec desmarnes sableuses et, souvent, des conglomérats plus ou moins chenalisés (érodant les couches sousjacentes).Ce sont des dépôts de mer peu profonde ou de bassins continentaux, lacustres ou palustres(présence de paléosols rubéfiés dans la "molasse rouge" oligocène). Contrairement au cas des flyschs, il n'ya ni granoclassement, ni intervalle pélagique (argiles de mer profonde) entre les grès. Ceux-ci, lorsqu'ilsont un ciment carbonaté, fournissent des pierres à meules.Flexuration élastique - La lithosphère, milieu solide reposant sur l'asthénosphère nettement plus ductile(avec même quelques % de liquide silicaté interstitiel), se flexure de manière élastique comme une plaqued'acier lorsqu'elle est surchargée. La surcharge peut être sédimentaire (bassins continentaux ou marginaux),volcanique (volcans "intraplaques" comme Hawaï) ou tectonique (prisme orogénique). Dans ce cas, laflexuration élastique de la plaque inférieure amène la formation d'une avant-fosse au front du prisme et dela plaque supérieure.Prisme orogénique - Les marges actives de type Arc des Antilles montrent des prismes d'accrétion(Barbades) faits des sédiments décollés de la plaque plongeante au front de la plaque supérieure, agissantcomme un butoir. Un prisme orogénique est un prisme d'accrétion à l'échelle crustale, qui incorpore nonseulement des unités sédimentaires (exemple: les sédiments qui sont à l’origine des Schistes Lustrés), maisaussi des écailles de croûte océanique (ophiolites) ou continentale (cristallin de Dora-Maira ou Grand Paradis,socle briançonnais, écailles de la croûte dauphinoise interne). Le prisme orogénique alpin inclut mêmele front de la plaque adriatique (zone Sesia, klippe de la Dent-Blanche avec le Cervin).Stabilité, métastabilité - Les minéraux des roches se forment dans les conditions pression-température(P,T) où ils sont stables (exemple: argiles et quartz dans le domaine P-T sédimentaire, micas vers 350-500°C, coésite à P>3 GPa, etc). Si les paramètres P-T augmentent, les minéraux recristallisent sous laforme stable dans les conditions nouvelles, en échangeant éventuellement des ions entre eux, sous réserveque de l'eau interstitielle soit présente en quantité suffisante: c'est le métamorphisme prograde. Quand lesparamètres P-T diminuent (exhumation), la recristallisation permet l’adaptation aux nouvelles conditions(exemple: la coésite redevient du quartz): c'est le métamorphisme rétrograde. Cependant, une partie desminéraux du pic métamorphique peuvent se retrouver en surface, hors de leur champ de stabilité: ils sontalors métastables (il suffirait de les chauffer en présence d'eau pour qu'ils s'altèrent). Leur conservationpartielle au cours de l'exhumation est liée à la lenteur des cinétiques de réaction en absence d'eau (coeur deboudins d'éclogite), et parfois à la présence de "boîtes" résistantes s'opposant à l'augmentation de volumevers les basses pressions (transformation coésite-quartz freinée par l'inclusion dans le pyrope).Ductile*, fragile* - Voir lexique de la Partie 1.Collapse gravitaire - Se dit de la déformation qui affecte un prisme orogénique au cours de sa formation,passé un certain stade d'épaississement où la résistance des roches qui le constituent ne compense plus ledéséquilibre gravitaire lié au relief: le coeur du prisme s'aplatit (foliation horizontale), le sommet du prismes'écroule vers l'avant et vers l'arrière par le biais de failles normales.Rétrocharriage - Charriage vers l'intérieur de la chaîne, c'est-à-dire en sens contraire des charriages majeurs.Les structures de rétrocharriage peuvent être des plis renversés (exemple en Haute Ubaye: Maljasset)ou des écailles limitées par des cisaillements (nappe de la Font-Sancte), ou les deux combinés(Ultrabriançonnais du Longet). Les rétrocharriages et/ou rétroécaillages interviennent après les charriagesmajeurs (e.g. les Schistes Lustrés étaient déjà charriés sur le Briançonnais), en contexte de collision.2119911

REMERCIEMENTS- à Christian Chopin et Bruno Goffé (ENS, Paris), pour leur aide à propos du métamorphisme; à PascalPhilippot et Bruno Lombardo pour la description du Monviso;- à Assia Djemaï, Clara Etner et Hélène Geliot pour leur participation au tournage;- à Tristan Mariatte et François Festor (Contrechamp) pour leur disponibilité sur le tournage et, pour lemontageDessins originaux de A. Michard, sauf :- expériences numériques (exhumation): d'après Jolivet et al., 2003 ;- coupe équilibrée et coupe restaurée (Chartreuse): d'après Mugnier et al., 1987 ;- données géophysiques et leur interprétation: d'après Damotte, 1996; Thouvenot et al., 1996; Kahle et al.,1997 ; Schmid & Kissling, 2000; Collombet et al., 2002; Sue & Tricart, 2003.Autres documents utilisés:- Cartes structurales: Carte géologique de France au 1/1 000 000 (BRGM) ;- Stratigraphie: Cartes géologiques au 1/50 000 des régions étudiées et leur notices (cf. Partie 1, Une chaînesortie des eaux); carte géologique au 1/250 000, feuille Gap ;- Magmatisme: Boyet et al., 2001 ;- Métamorphisme, structure (zones internes), géochronologie: Dal Piaz & Lombardo, 1986; Goffé & Chopin,1986; Chopin et al., 1991; Michard et al., 1993, 1996; Gebauer, 1999; Schmid & Kissling, 2000; DalPiaz et al, 2001; Bousquet et al., 2002; Michard et al. 2004 ;- Structure (zone externe): Cartes géologiques au 1/50 000 et 1/250 000; Gidon, 1981; Guide géologiquedes Alpes du Sud, Debelmas et al., 1986; Mugnier et al., 1987.SUGGESTIONS DE LECTURELemoine, M., Barféty, J.C., Cirio, R. et Tricart, P., 1994: Montagnes du Briançonnais, promenades et randonnées,initiation à la géologie.- Centre briançonnais de géologie et Editions BRGM, 136 pp.Lemoine, M., de Graciansky, P.C. et Tricart, P., 2000: De l'océan à la chaîne de montagnes, tectonique desplaques dans les Alpes.- G&B et Soc. géol. Fr., éditeurs, 208 pp.Agard, Ph. et Lemoine, M., 2003: Visages des Alpes: structure et évolution géodynamique.- CommissionCarte géol. Monde, 48 pp.SCHÉMASFig. 1: Conditions du pic de métamorphisme dans quelques unités du Briançonnais externe (La Blachière)et interne (Maljasset), de l'Ultra-Briançonnais (Longet) et des Schistes lustrés (Piémontais externe duPéouvou, Liguro-Piémontais du Pelvat) de Haute Ubaye. Si 3,3/3,4 : teneur en Si des micas blancs phengitiquesen présence d'albite; Si 3,1/3,5: idem, en absence d'albite ; Lw et fond grisé: champ de stabilité de lalawsonite, Car/Ctd: limite des champs de stabilité de la carpholite ferro-magnésienne et du chloritoïde;autres courbes utilisées: réactions albite/jadéite+quartz et albite-chlorite/épidote-glaucophane.21199Fig. 2: Interprétation de l'évolution métamorphique du Briançonnais de Haute Ubaye. A: le plateau sousmarinbriançonnais à l'Eocène moyen, juste avant le dépôt du Flysch noir. B (Eocène supérieur): la sub-12

duction crée les conditions du métamorphisme HP-BT; des décollements au sommet de la croûte et dans lasérie de couverture permettent la formation des nappes et leur accrétion au prisme orogénique piémontais(incluant les Flyschs à Helminthoïdes en position frontale et les Schistes lustrés vers l'arrière) cependantque le reste de la lithosphère briançonnaise poursuit sa subduction. C (Oligocène): collision avec la croûteeuropéenne relativement épaisse, les nappes sont plissées et déversées tant vers l'avant que vers l'arrière, leprisme orogénique piémontais-briançonnais-subbriançonnais est soulevé et tend à s'écrouler et s'aplatir enmême temps qu'il s'érode, d'où exhumation des roches métamorphiques. NB: des grains de radiolarites,serpentinites et glaucophane sont remaniés dans des molasses de l'Oligocène inf.-moyen à Barrême.Fig. 3: Conditions du pic de métamorphisme et chemin P-T rétrograde des unités penniques internes sur letransect Ubaye - Dora-Maira. La partie gauche du diagramme (Schistes verts de haute pression) résume lesdonnées de la fig. 1. La partie droite (éclogites et ultra-haute pression) concerne les unités les plus internesdu transect, avec les données du Viso et de Dora-Maira. Remarquer la similitude des chemins progrades etrétrogrades, tous caractérisés par des gradients "froids", typiques du chenal de subduction (voir figs. 2 et5).Fig. 4: Chronologie du métamorphisme alpin des zones internes (domaine pennique). Les flèches tiretéesindiquent schématiquement les trajets P-T du métamorphisme prograde et rétrograde (cf. Fig. 3, avec échellesdes P et Z croissant vers le bas). La subduction de la plaque européenne progresse d'est en ouest avec laconvergence Adria-Europe. Les diverses zones penniques sont successivement concernées par la subductionau cours du Crétacé terminal-Eocène-Oligocène. Les nombres à côté des flèches tiretées indiquent lesâges (en Ma) correspondant au pic métamorphique et au métamorphisme rétrograde de basse pression.Fig. 5: Schémas de modélisations numériques de l'exhumation des roches métamorphiques, pour une -Comparer des données de plusieurs sitesvitesse de convergence de 1cm/an. A: la subduction n'a pas encore formé de prisme orogénique important,l'exhumation se fait au sein du chenal de subduction par décollement, extrusion forcée et flottance positive(densité relativement faible) des unités subduites. B: la subduction a formé un prisme orogénique épais;l'exhumation se fait dans le chenal de subduction et par déformation du prisme orogénique, dont le coeurductile se raccourcit et se soulève, tandis que les parties hautes s'écroulent par le jeu de failles en mêmetemps qu'elles sont érodées.Fig. 6: Coupe structurale du transect Gap-Queyras, interprétée en profondeur en tenant compte du transectHaute Ubaye-Maira. Le domaine pennique correspond aux zones tectoniques suivantes: Subbriançonnais(SB), Briançonnais (B), Ultrabriançonnais (UB), Piémontais externe (PE), Schistes lustrés liguropiémontais(SL) et Flysch à Helminthoïdes (FH). Observer les lambeaux ou klippes de FH posées sur le B,le surcharriage du front briançonnais sur le FH des nappes de l'Embrunais, le rétrocharriage de la pileB+UB+PE sur les SL. Tout à droite, le toit du cristallin Dora-Maira est figuré sous des écailles de PE.Fig. 7: Partie orientale du transect Ubaye, Viso, Dora-Maira. A: coupe schématique prolongeant la coupede la Fig. 6. B: coupe de détail dans le massif Dora-Maira, montrant sa structure en écailles rapprochéestectoniquement après le pic du métamorphisme. Comparer avec la géométrie prédite par les modélisationsnumériques, Fig. 5B.Fig. 8: Coupe du massif subalpin de la Chartreuse (A) et restauration avant déformation, c'est-à-dire auMiocène moyen (B). La coupe A est observée en surface, puis complétée en respectant un raccourcissementégal pour tous les niveaux compétents (ici, les calcaires): c'est une coupe "équilibrée" ou "balancée".La coupe B montre l'épaississement des séries sédimentaires mésozoïques vers l'est.Fig. 9: Données géophysiques sur la zone de collision alpine. A: Carte des isobathes du toit du Moho etde l'anomalie gravimétrique d'Ivrée (++++). On voit que l'épaisseur de la croûte continentale dépasse 55km dans les Alpes centrales; l'anomalie "lourde" d'Ivrée suit la ligne péri-adriatique, séparant la plaqueadriatique non-subduite des unités métamorphiques austroalpines et penniques. B: Profil ECORS-CROP(sismique-réflexion longue écoute) suivant le transect indiqué sur la carte A. L'interprétation géologiqueest donnée Fig. 12.21199Fig. 10: Tomographie sismique entre 0 et 400 km de profondeur sur un transect NNW-SSE des Alpes13

occidentales. Les couleurs correspondent aux anomalies de vitesse des ondes P. Les zones bleues correspondentaux milieux les plus rigides (denses et froids), les zones jaunes et rouges aux domaines ductiles(chauds). On identifie à gauche la lithosphère européenne, à droite la lithosphère adriatique mince, et auxgrandes profondeurs, un fragment de plaque détaché de la plaque plongeante européenne.Fig. 11: Décrochements, rotations et extension tardi-orogéniques dans les Alpes occidentales. A partir del'Oligocène, la plaque adriatique poinçonne le prisme orogénique entre deux décrochements conjugués: laligne péri-adriatique, dextre, au Nord, la faille de la Stura, sénestre, au Sud. Le mouvement de translations'accompagne de rotations mises en évidence par le paléomagnétisme des sédiments éocènes-oligocènes(Adria) ou des métasédiments jurassiques exhumés à l'Oligocène (marbres de Guillestre). L'écroulementdu prisme en faille normale au long de la ligne Simplon-Rhône permet l'exhumation du dôme simplotessinois(Alpes centrales). Plus tardivement, le front briançonnais s'inverse en faille normale.Fig. 12: Tectonique active dans les Alpes occidentales. A: Taux de soulèvement actif des Alpes, mesurépar comparaison entre les nivellements de précision du 19 ème siècle et d'aujourd'hui, sur un transect prochede celui du profil ECORS-CROP. B: Foyers sismiques relevés entre 1980 et 1995 dans une bande de 35 kmde large suivant le transect ECORS-CROP (cf. fig. 9B) et projetés sur une interprétation géologique de ceprofil. Remarquer la présence de mouvements en extension (flèches descendantes) sur les fronts penniqueet briançonnais.Fig 1Fig 2Fig 32119914

Fig 4Fig 5Fig 62119915

Fig 7Fig 82119916

Fig 9Fig 10Fig 112119917

Fig 122119918

Notes :21199PIERRON Education - Parc Industriel Sud - Z.I. Gutenberg - 2, rue Gutenberg- B.P. 80609- 57206SARREGUEMINES CEDEXTél. : 03 87 95 14 77 - Fax : 03 87 98 45 91E-mail France : education-france@pierron.fr - - http://www.pierron.com19

Notes :21199PIERRON Education - Parc Industriel Sud - Z.I. Gutenberg - 2, rue Gutenberg- B.P. 80609- 57206SARREGUEMINES CEDEXTél. : 03 87 95 14 77 - Fax : 03 87 98 45 91E-mail France : education-france@pierron.fr - - http://www.pierron.com20